¿Cambio climático? El Océano Ártico comenzó a calentarse desde principios del siglo XX, décadas antes de lo que se pensaba – Francesco Muschitiello / revista Science

El Océano Ártico comenzó a calentarse desde principios del siglo XX, décadas antes de lo que se pensaba, según un nuevo estudio.

Francesco Muschitiello, autor del estudio y profesor asistente de geografía en la Universidad de Cambridge, dijo que los resultados eran preocupantes porque muestran que «podría haber un fallo en los modelos que los científicos utilizan para predecir cómo cambiará el clima».

Abstracto

La reciente expansión de las aguas del Atlántico hacia el Océano Ártico representa una prueba indiscutible de los rápidos cambios que se están produciendo en esta región. Comprender la variabilidad pasada de esta «Atlántificación» es, por tanto, crucial para proporcionar una perspectiva más amplia de los cambios árticos modernos. Aquí, reconstruimos la historia de la Atlántificación a lo largo del este del Estrecho de Fram durante los últimos 800 años utilizando registros paleoceanográficos fechados con precisión basados ​​en biomarcadores orgánicos y datos de foraminíferos bentónicos. Nuestros resultados muestran cambios rápidos en las propiedades de la masa de agua que comenzaron a principios del siglo XX, varias décadas antes de la Atlántificación documentada por registros instrumentales. La comparación con los registros regionales sugiere una expansión hacia los polos de las aguas subtropicales desde el final de la Pequeña Edad de Hielo en respuesta a una rápida reorganización hidrográfica en el Atlántico Norte. La comprensión de este mecanismo requerirá más investigaciones utilizando simulaciones de modelos climáticos.

INTRODUCCIÓN

Las reconstrucciones climáticas de la Era Común son puntos de referencia fundamentales para ubicar los cambios inducidos por el hombre en el contexto del cambio climático natural ( 1 , 2 ). Esto es particularmente relevante para el Ártico, que actualmente se está calentando más rápido que cualquier otra región ( 3 ). El calentamiento del Ártico se ha asociado con la rápida disminución del hielo marino y la expansión de las aguas del Atlántico (AW) hacia la cuenca del Ártico ( 4, 5 ), un fenómeno comúnmente conocido como “Atlántificación” ( 6 ). Si bien las observaciones in situ y las imágenes de satélite proporcionan registros de alta resolución de anomalías en las propiedades de la masa de agua y el hielo marino desde las décadas de 1930 y 1980 ( 4 , 710), respectivamente, se sabe poco sobre este fenómeno en la época preindustrial y temprana. Debido a que los archivos naturales conservan evidencia de la variabilidad climática pasada, pueden ofrecer una perspectiva a más largo plazo sobre la Atlántificación en esta región.El Estrecho de Fram representa una importante puerta oceanográfica que permite el intercambio de masas árticas y AW ( 11 ). Los registros paleoceanográficos de baja resolución sugieren que las temperaturas de verano de la afluencia de AW que se mueve a lo largo del este del Estrecho de Fram pueden haber aumentado antes del registro instrumental ( 12 ). Aunque este cambio en las propiedades de AW apunta a un posible signo temprano de Atlantificación, la falta de una cronología confiable para estos registros limita la integración con reconstrucciones proxy regionales de alta resolución para determinar los mecanismos físicos en juego. Recientemente, se ha argumentado que el giro subpolar del Atlántico (SPG) se ha debilitado desde el siglo XX ( 13). Esto, a su vez, podría haber condicionado las masas de agua encaminadas hacia el Ártico. Sin embargo, un estudio de la literatura reciente muestra que nuestro conocimiento depende principalmente de los registros subpolares del Atlántico, mientras que, debido a la escasez de registros del Ártico, la dinámica polar sigue siendo esquiva ( 14 ). Por lo tanto, establecer registros detallados de la Atlántificación que se basen en cronologías robustas es esencial para caracterizar el acoplamiento entre las latitudes medias y la región ártica.

En este estudio, presentamos una reconstrucción subdecadal bien fechada de la Atlántificación a lo largo del este del Estrecho de Fram utilizando sedimentos marinos del oeste de Svalbard (Kongsfjorden, núcleo NYA17-154; Fig. 1B ). El entorno oceanográfico local está controlado por la corriente de West Spitsbergen (WSC), un componente del AW, que suministra calor y sal al Ártico y es responsable de mantener el este del estrecho de Fram libre de hielo. Nuestro registro sedimentario está estratégicamente posicionado bajo la influencia de la CSM y las aguas polares (ver análisis de correlación espacial en el sitio de extracción de testigos; fig. S1). Evidencia colectiva de estudios in situ indica un aumento progresivo de la temperatura y la salinidad en Kongsfjorden ya que las mediciones instrumentales comenzaron en el siglo 21 ( 15 – 17 de). Por lo tanto, nuestras reconstrucciones aquí se utilizan para proporcionar un registro complementario a largo plazo de la historia de la Atlántificación a lo largo del este del Estrecho de Fram.

Figura 1 . Mapa de la zona de estudio.( A ) Circulación general superficial y subterránea en el Atlántico Norte y Estrecho de Fram. Las líneas discontinuas rojas y azules muestran aguas de origen atlántico y ártico, respectivamente. WSC, West Spitsbergen Current; EGC, corriente de Groenlandia oriental; ESC, corriente del este de Spitsbergen. La línea verde muestra el SPG. La ubicación del MC16-A multinúcleo se muestra como un círculo blanco relleno ( 13 ). La línea blanca muestra la ubicación del transecto a través de 78 ° N que se utiliza para generar series de tiempo de datos hidrográficos que se muestran en la Fig.4 . ( B ) Ubicación del archivo en el estrecho de Fram. El símbolo rojo abierto muestra la ubicación del núcleo NYA17-154 (este estudio). El triángulo azul lleno muestra la ubicación del núcleo de hielo de Lomonosovfonna ( 19). La estrella de color amarillo muestra la ubicación del núcleo MSM05 / 05-712-1 ( 12 , 38 ). El área sombreada en blanco muestra la cuadrícula espacial considerada para el análisis del resultado del modelo climático presentado en la Fig. 6 y discutido en el texto. Las líneas continuas muestran la posición del borde del hielo marino en abril según los datos adquiridos por embarcaciones comerciales ( 20 ) ( https://nsidc.org/data/g02169 ).Expandir para másABIERTO EN VISORAquí, utilizamos sustitutos de temperatura del agua basados en lípidos (UK37 y TEXASL86) y datos de foraminíferos bentónicos (distribución y δ 18 O) para reconstruir cambios en las propiedades de la masa de agua. Específicamente, examinamos anomalías en nuestros registros proxy para identificar signos de diagnóstico de Atlantificación. Sobre la base de una cronología precisa, combinamos nuestros resultados con otros registros climáticos locales para proporcionar una comprensión integrada de la Atlántificación y resolver su momento. Por último, nuestras reconstrucciones se comparan con registros de patrones de circulación oceánica y atmosférica para investigar las conexiones entre la dinámica del alto Ártico y el Atlántico norte.

RESULTADOS

Atlantification promueve una ventilación invernal eficiente

El modelo de profundidad de edad del núcleo NYA17-154 (ver la sección «Modelo de profundidad de edad bayesiano» en Métodos) indica tasas de acumulación de sedimentos (SAR) relativamente altas durante los últimos 800 años (~ 0,1 a 0,2 cm / año; fig. S3 y tablas S1 y S2). Por lo tanto, nuestros registros pueden proporcionar evidencia a una resolución de 5 a 10 años de los cambios oceanográficos que ocurrieron durante la fase más fría de la Pequeña Edad de Hielo (LIA) y durante el siguiente período cálido. Nuestra cronología se beneficia de una restricción estratigráfica precisa ofrecida por un pico en la concentración del biomarcador molecular retene, que identifica el comienzo de la minería del carbón en 1916 en Kongsfjorden (ver Métodos y Materiales Suplementarios; fig. S3).TEXASL86es un paleo-termómetro de la columna de agua para regiones subpolares / polares basado en lípidos Thaumarchaeota ( 18 ). La comparación con las reconstrucciones locales de la región revela que la mayorTEXASL86-Las temperaturas del agua derivadas ocurren durante la fase más fría de LIA (ca. 1650 a 1900 EC; Fig. 2F , área gris). Específicamente, el δ 18 O del núcleo de hielo de Lomonosovfonna ( Figs. 1B y 2 A) ( 19 ), que refleja principalmente la temperatura atmosférica a gran escala, indica un enfriamiento progresivo durante el LIA, que alcanzó su punto máximo en el siglo XIX, antes de ser rápidamente interrumpido en el siglo XX. De manera similar, las reconstrucciones basadas en observaciones históricas indican la presencia prolongada de hielo marino a lo largo de las costas islandesas durante la fase más fría del LIA ( Fig. 2C ), con un borde de hielo que se extiende hacia el sur mucho más allá del Estrecho de Fram (p. Ej., 1866 EC; Fig. 1B ) (20 , 21 ).

Figura 2 . Variabilidad climática en la región de estudio.( A ) δ 18 O de núcleo de hielo de Lomonosovfonna ( 19 ); la línea roja muestra el promedio móvil de nueve puntos, mientras que la línea negra discontinua muestra la regresión lineal de 1220 a 1890 EC. ( B )UK37-SST derivada del núcleo NYA17-154; la línea negra discontinua muestra el ajuste lineal desde 1220 hasta 1890 EC; la línea de regresión no se distingue visiblemente del ajuste lineal de los datos del núcleo de hielo de Lomonosovfonna. El error estándar se muestra como líneas negras verticales. ( C ) Reconstrucción histórica de la presencia de hielo marino en las costas islandesas (semanas / año) ( 21 ). ( D ) Anomalías del borde del hielo marino de abril en el estrecho de Groenlandia Sea-Fram (km) ( 20 ). ( E ) Temperaturas de verano AW a lo largo del este del Estrecho de Fram MSM5 / 5-712-1 (° C) basadas en conjuntos de foraminíferos plancticos ( Fig. 1 ) ( 12 ). ( F )TEXAS86L-Temperatura del agua derivada del núcleo NYA17-154. El error estándar se muestra como líneas verticales negras; el área gris muestra un período con valores altos durante el LIA. Abundancia (%) de A. glomeratum ( G ) y foraminíferos glaciares proximales ( C. reniforme y E. excavatum f. Clavatum ) ( H ) y δ 18 O de N. labradorica ( I ) del núcleo NYA17-154.Expandir para másABIERTO EN VISORPara la interpretación de TEXASL86conjunto de datos, la estacionalidad en la producción de lípidos de arqueas y la profundidad del agua de la que se han originado son dos aspectos cruciales. Un estudio reciente ( 22 ) analizó la distribución espacio-temporal de Thaumarchaeota a lo largo del este del Estrecho de Fram y encontró una alta abundancia de este grupo de arqueas en la zona epipelágica (<200 m) solo durante los períodos oscuros, mientras que en la zona mesopelágica (> 200 m) , Thaumarchaeota fueron igualmente abundantes en todas las estaciones. Los autores han sugerido la fotoinhibición, la competencia fitoplanctica por el amoníaco y las limitaciones de nutrientes para explicar este patrón estacional ( 23 , 24). Independientemente del mecanismo de conducción, todos estos escenarios apuntan hacia un sesgo invernal para ambientes de aguas someras y, considerando que Kongsfjorden tiene una profundidad máxima de 300 m, interpretamos así nuestroTEXASL86conjunto de datos principalmente como un registro de la temperatura invernal de las aguas subterráneas. Sesgo de invierno similar deTEXASL86Se han descrito datos en el Mar de Noruega ( 25 ) y en otras regiones del Océano Ártico en estudios modernos y paleo ( 26 , 27 ). De manera más general, este sesgo estacional parece afectar los entornos de aguas poco profundas ( 28 , 29 ).

Siguiendo esta fuerte evidencia de la literatura, inferimos que la relativamente mayor TEXASL86La temperatura derivada durante la fase más fría de LIA es el resultado de la reducción de la pérdida de calor de las aguas subterráneas debido a la débil mezcla invernal, que, a su vez, se deriva de la extensión de la capa de hielo marino que generó una haloclina estable y espesa ( Fig. 3 ). El fenómeno opuesto está bien descrito hoy en día en el Ártico, donde la pérdida de hielo marino adelgaza la haloclina y promueve la convección invernal, creando así condiciones favorables para el enfriamiento del subsuelo ( 30 ). Por ejemplo, utilizando planeadores oceánicos, un estudio reciente ( 31 ) mostró una ventilación sin precedentes de los AW en invierno debido al retroceso del borde del hielo. En la Cuenca Euroasiática y el Mar de Barents ( 45 ); los autores de estos estudios concluyeron que, debido a la redistribución de la sal y el calor en la capa superior del océano, la formación de hielo marino en invierno se ve obstaculizada aún más ( 5 , 30 , 32 ).

Figura 3 . Evolución esquemática de la Atlántificación a lo largo del Estrecho de Fram durante tres períodos clave: la Pequeña Edad del Hielo, principios del siglo XX y la época moderna.Durante el LIA, las aguas superficiales a lo largo del este del Estrecho de Fram se caracterizaron por una haloclina espesa debido a la gran extensión del hielo marino. En estas condiciones, la pérdida de calor de la superficie del océano se redujo debido a la columna de agua estratificada y la presencia de hielo marino, lo que obstaculizó la convección invernal eficiente. Con el debilitamiento progresivo de la circulación del Atlántico Meridional de Retorno (CMOZ) a principios del siglo 20 ( Fig. 4), la contracción del SPG resultó en una reducción de la pérdida de calor de las aguas AW en latitudes subpolares. El mayor transporte de calor hacia el estrecho de Fram resultó en una rápida pérdida de hielo marino y un adelgazamiento de la haloclina. Esto, a su vez, promovió una convección eficiente con la subsiguiente redistribución de calor y sal en las aguas subterráneas que disminuyeron mutuamente aún más la formación de hielo marino. Durante el período moderno, el forzamiento de origen antropogénico (ANTROP) intensificó la Atlántificación progresiva que comenzó a principios del siglo XX. Para cada período, la figura esquemática muestra la magnitud esperada de los proxies presentados en este estudio.Expandir para másABIERTO EN VISOREste escenario explicaría el vigoroso enfriamiento invernal sugerido por TEXASL86datos asociados con la rápida disminución del hielo marino en el siglo XX ( Figuras 1B , 2C y 3). Vale la pena mencionar que, durante el mismo período, las reconstrucciones de las temperaturas de verano indican un aumento de la temperatura de AW a lo largo del este del Estrecho de Fram (MSM05 / 05-712-1; Fig. 3E ) ( 12 ). En conjunto, esto sugiere un escenario multifacético caracterizado por una fuerte estacionalidad, que destaca las interacciones dinámicas entre el hielo marino y la dinámica física del océano. Esto está en línea con la evidencia de que la Atlántificación en curso está mejorando el gradiente estacional con aguas superficiales volviéndose más atlánticas de un verano al siguiente, mientras que en invierno la convección es progresivamente más eficiente ( Fig.3) ( 7 , 31 , 32 ).

La pérdida de hielo marino impulsa el momento de la productividad primaria

En el Ártico UK37es un proxy de las temperaturas de la superficie del mar (TSM) en primavera / verano basado en alquenonas C 37producidas por el alga haptofita Emiliania huxleyi y especies relacionadas ( 33 ). En general, las TSM reconstruidas con alquenonas en nuestro registro son más altas en comparación con las obtenidas conTEXASL86( Fig. 2B) a pesar de un par de intervalos en el siglo XX en los que la tendencia se invierte. Esto respalda aún más la hipótesis de que la producción de lípidos de Thaumarchaeota en aguas epipelágicas ocurre principalmente en invierno.diferente a TEXASL86, los UK37Las SST derivadas exhiben un enfriamiento progresivo durante el LIA ( Fig. 2B ). Esta tendencia se observa en otras reconstrucciones basadas en proxy en la región ártica, incluido el núcleo de hielo de Lomonosovfonna ( Fig. 2A ), y se reproduce en varias simulaciones ( 34 ). Sin embargo, la tendencia al calentamiento que caracterizó el siglo XX en el Ártico ( 3 ) no se observa en nuestro archivo, que, en cambio, exhibe los valores más bajos de TSM.Sostenemos que este enfriamiento moderno refleja el cambio estacional de las floraciones de fitoplancton en respuesta al reciente retroceso del hielo marino, como lo sugiere la evidencia moderna en el Ártico, donde la dinámica del hielo marino controla el momento de las floraciones de fitoplancton ( 3536 ). Los datos históricos de nuestra región de estudio muestran que, a principios del siglo XX, el borde del hielo marino de abril experimentó un rápido retroceso ( Figs. 1B y 3 D) ( 20 ). Antes del siglo XX, el este del estrecho de Fram estaba cubierto por hielo marino en abril, lo que probablemente obstaculizó la floración de algas a pesar de la disponibilidad de luz solar ( Fig.1B). En contraste, el rápido retroceso del hielo marino en la primavera desde el siglo XX probablemente promovió la proliferación de fitoplancton en aguas frías y sin hielo como las actuales ( Fig. 1B y 3 D). La productividad primaria moderna en el fiordo comienza a principios de abril ( 37 ) cuando las aguas superficiales todavía están frías (ca. 0 ° a 2 ° C) en comparación con la temperatura del verano (ca. 6 ° a 8 ° C, agosto) ( 15 ). El fuerte gradiente estacional ilustra cómo incluso con un mes de anticipación para que florezca el fitoplancton puede tener un gran impacto en las temperaturas de crecimiento del fitoplancton y, por lo tanto, enUK37-SST derivadas. Una reconstrucción previa de las SST basada enUK37del este del Estrecho de Fram (MSM05 / 05-712-1; Fig. 1 ) mostró una tendencia de enfriamiento en los últimos tiempos, que es coherente con nuestros resultados ( 38 ). Los autores han sugerido que este enfriamiento es una expresión del refresco de la capa superior mixta en respuesta a la pérdida de hielo marino, que podría haber liberado aguas polares frías y frescas en el estrecho de Fram. Sin embargo, múltiples líneas de evidencia basadas en mediciones in situ multidecadales (estrecho de Fram y mar de Barent) y modelos ( 5 , 7 , 9) indican que, a medida que el hielo marino se retira, el Frente Polar se mueve hacia el norte, lo que da como resultado una haloclina más débil y más delgada, un fenómeno que se ha atribuido a la Atlántificación. Como resultado, las aguas superficiales se vuelven más saladas, menos estratificadas y eventualmente más propensas a mezclarse durante el invierno, como se discutió anteriormente ( Fig. 3 ).

Respuesta de los foraminíferos bentónicos a la atlantificación

Estudios recientes han caracterizado la abundancia moderna de foraminíferos bentónicos vivos en los fiordos de Svalbard bajo diferentes condiciones hidrográficas, que en última instancia controlan el hábitat de la fauna bentónica ( 39 , 40 ). Además, los estudios paleoceanográficos que cubren el Holoceno proporcionan más detalles sobre la respuesta de los microfósiles bentónicos a los cambios pasados de masa de agua ( 4143 ).

Adercotryma glomeratum se encuentra comúnmente en los fiordos de Svalbard y pertenece a especies aglutinadas. En Kongsfjorden, A. glomeratum exhibe una relación positiva con la salinidad del agua del fondo ( 39). Su concentración aumenta gradualmente a medida que aumenta la distancia del fiordo interior, lo que resalta su preferencia por un ambiente cálido y salado bañado por AW. En nuestro registro, A. glomeratum muestra un aumento abrupto de fase con el rápido retroceso del hielo marino (de aproximadamente 2 a 15%) ( Fig.2G ), lo que indica un rápido cambio hidrográfico hacia un dominio atlántico al comienzo del siglo 20.Elphidium excavatum f. clavatum y Cassidulina reniforme son dos especies oportunistas de glaciares proximales que se encuentran comúnmente cerca de los glaciares de marea (aquí combinadas como “especies de glaciares proximales”; Fig. 2H ) ( 40 , 44 , 45 ). En el Kongsfjorden moderno, las dos especies son relativamente abundantes en el fiordo interior y luego disminuyen marcadamente con el aumento de la distancia desde los extremos del glaciar ( 39 ). En nuestro registro, estas especies de glaciares proximales son los foraminíferos más abundantes (aproximadamente el 50%) en todo el LIA, seguido de una rápida disminución durante el siglo XX (aproximadamente el 2%) ( Fig. 2Hy fig. S5). Interpretamos esta abrupta transición como un rápido retroceso de los glaciares de marea en respuesta a la intrusión de AW ( 46, 47 ).Por último, Nonionellina labradorica es una especie ártica que comúnmente florece en condiciones frías y de alta productividad ( 40, 43 , 44 ). Su presencia se ha asociado generalmente con la posición del Frente Polar afectada por la intrusión de AW en ambientes fríos. Hoy en día, N. labradorica es el foraminífero más común en Kongsfjorden, aunque no muestra una relación clara ni con la temperatura ni con la salinidad ( 39 ). En nuestro registro, la abundancia de N. labradorica aumenta progresivamente durante el siglo XX hasta convertirse en la especie dominante, lo que respalda aún más la mayor influencia de AW (fig. S5J). La tendencia δ 18O deN. labradorica refleja la Atlántificación progresiva, lo que indica aguas del fondo gradualmente más cálidas durante el siglo XX, en particular durante los últimos tiempos ( Fig. 2I ).

Vínculo entre la alta circulación del Ártico y el Atlántico Norte

La comparación con las mediciones in situ adquiridas desde el siglo XX a lo largo del este del Estrecho de Fram ( 10 ) respalda firmemente la validez de nuestras reconstrucciones de propiedades hídricas. Los datos instrumentales revelan alta coherencia con nuestros proxies, mostrando una tendencia positiva de temperatura multidecadadal (transecto 61.5 ° N y 78 ° N; P <0.01) ( Fig. 4). Sin embargo, estas observaciones no pueden resolver el cambio de régimen reconstruido debido a la escasez de observaciones durante las primeras décadas del siglo XX y en la época preindustrial ( Fig. 4A ).

Figura 4 . Comparación entre observaciones físicas a lo largo de West Spitsbergen y proxies de propiedades del agua del núcleo NYA17-154.( A ) Número total de estaciones que cubren el Atlántico Norte disponibles en el Servicio Nacional de Satélites, Datos e Información Ambiental del Atlas de la NOAA ( 10 ). Las observaciones comienzan en el siglo XX, aunque antes de 1930 las mediciones eran limitadas y discontinuas. ( B) La línea gris clara muestra la temperatura integrada (50 a 300 m) desde el transecto 78 ° N en el núcleo del WSC ( Fig. 1 ). La regresión lineal ( P <0.01) se muestra como una línea negra. La línea verde muestra el δ 18 O de N. labradorica del núcleo NYA17-154. ( C ) La línea gris clara muestra la temperatura integrada (50 a 300 m) desde el transecto 78 ° N en el núcleo del WSC ( Fig.1) como (B). La regresión lineal ( P <0.01) se muestra como una línea negra. La línea rosa muestra la abundancia de A. glomeratum del núcleo NYA17-154.Expandir para másABIERTO EN VISORPara estimar el momento para el inicio de la Atlántificación en nuestro sitio de estudio, ajustamos un modelo de punto de cambio multivariado a nuestros registros paleoceanográficos (TEXASL86para convección, A. glomeratum para salinidad y δ 18 O de N. labradorica para temperatura). Esto nos permitió detectar la estructura de puntos de cambio común a través de parámetros de proxy independientes (ver Métodos). Sobre la base de nuestra cronología, el análisis indica que el momento del punto de cambio se produce dentro de las dos primeras décadas del siglo XX (intervalo creíble del 95%, 1896 a 1917 d. C.; mediana, 1907 d. C.).Para identificar los posibles mecanismos detrás de este inicio temprano de la Atlántificación, comparamos nuestros datos proxy con registros del Atlántico Norte subpolar ( Fig. 5 ). Estudios modernos sugieren que la fuerza de la SPG del Norte regula la penetración de aguas subtropicales en el Atlántico nororiental ( 48 – 51 ). Sobre la base de estas observaciones, se infirió un debilitamiento de la circulación de vuelco meridional del Atlántico (AMOC) desde el final de la LIA junto con una contracción de la circulación de SPG ( 13 ). Argumentamos que esta extensión reducida del SPG probablemente afectó la redistribución de nutrientes, calor y sal en el Atlántico noreste, lo que resultó en una expansión de aguas subtropicales en la cuenca de Islandia ( 13) y más al norte hacia el Ártico alto.

Figura 5 . Comparación entre la dinámica del Estrecho de Fram y el Atlántico Norte, 1720 a 2017 CE.( A ) Anomalías del borde del hielo marino de abril en el estrecho de Groenlandia Sea-Fram (km) ( 20 ). ( B ) Temperaturas de verano AW a lo largo del este del Estrecho de Fram MSM5 / 5-712-1 (° C) basadas en conjuntos de foraminíferos plancticos. ( C a E ) Datos del núcleo NYA17-154 (C)TEXAS86L-temperatura del agua derivada, (D) δ 18 O de N. labradorica , y (E) A. glomeratum (%). ( F ) Índice AMOC basado en anomalías de temperatura ( 52 ). ( G ) T. quinqueloba (%) en MC16-A multinúcleo ( Fig. 1A ) ( 13 ). ( H ) Las líneas rojas y verdes muestran el índice anual promedio de Oscilación del Atlántico Norte (NAO) basado en simulaciones / datos proxy ( 62 ), mientras que la línea gris oscura muestra las observaciones anuales modernas (promedio móvil de cinco puntos) ( 63). La barra gris vertical y la línea discontinua negra indican el rango creíble del 95% (1896 a 1917 EC) y la estimación media (1907 EC), respectivamente, del momento del inicio de la Atlántificación en nuestros datos proxy derivados usando una técnica de punto de cambio multivariante (ver Métodos).Expandir para másABIERTO EN VISORProbamos esta hipótesis comparando nuestros registros del Estrecho de Fram con reconstrucciones de la fuerza de AMOC ( 52 ) y la abundancia de Turborotalita quinqueloba(%) de la Cuenca de Islandia ( Fig.5, F y G ) ( 13 ). El primer parámetro es un indicador cualitativo del AMOC derivado de las anomalías de SST en el SPG en relación con las del hemisferio norte. Debido a que T. quinqueloba prefiere aguas frías y productivas, este último proxy refleja en cambio la expansión lateral de aguas subtropicales pobres en nutrientes hacia la cuenca de Islandia, que refleja la contracción del SPG ( 13). Nuestra comparación revela una alta coherencia entre las reconstrucciones del Ártico y del Atlántico Norte, lo que apoya la hipótesis de un control de SPG en el transporte hacia el norte de AW en el Ártico alto ( 49 , 53 ). En particular, los intervalos creíbles del 95% obtenidos de nuestro modelo de punto de cambio multiproxi (1896 a 1917 EC) se superponen bien con análisis independientes de puntos de cambio basados en proxies que reflejan colectivamente la dinámica de AMOC y SPG presentada recientemente ( 54).

Por lo tanto, de acuerdo con hallazgos recientes ( 13 ), sugerimos que el mecanismo más probable para explicar la reconfiguración de la SPG de principios del siglo XX implica un renacimiento del Atlántico Norte al final de la LIA y el consiguiente debilitamiento del AMOC ( 52 , 55). , 56 ). Esto implica un escenario post-LIA caracterizado por patrones hidrográficos contrastantes con agua dulce y fría que se extiende hacia el SPG occidental, mientras que la región de Svalbard bañada por la corriente occidental de Spitsbergen experimenta un calentamiento gradual y condiciones más salinas. Esta interpretación es consistente con un enfriamiento del Atlántico nororiental subpolar y un debilitamiento general del AMOC evidenciado en ambos estudios de modelado ( 52 , 57) y reconstrucciones ( Fig.5 ) ( 54 , 55, 58 ).Alternativamente, los cambios observados podrían explicarse por un cambio en el modo dominante de la Oscilación del Atlántico Norte (NAO) ( 59 ). Sin embargo, a pesar de que la NAO puede explicar la variabilidad interanual de la salinidad y la temperatura en el Mar del Norte y el Estrecho de Fram impulsada por anomalías del viento ( 60 , 61), su efecto a largo plazo sigue siendo esquivo ( 51 ). Comparamos nuestros resultados con la reconstrucción más larga del índice NAO disponible en la literatura combinada con mediciones del siglo XX ( Fig.5H ) ( 62 , 63).). La comparación muestra que el modo NAO cambió varias veces en el transcurso de los últimos siglos, pero no muestra ningún cambio de régimen importante en el momento de la Atlántificación mejorada documentada en nuestra reconstrucción. Por lo tanto, a pesar del posible efecto transitorio de NAO en la entrada de AW ( 64 , 65 ), las reconstrucciones disponibles no apoyan un papel impulsor de la NAO, mientras que nuestros resultados apuntan hacia un posible acoplamiento entre los sistemas SPG y AMOC. Por lo tanto, sugerimos que la Atlántificación del Ártico documentada a principios del siglo XX fue impulsada principalmente por un mecanismo oceanográfico, probablemente un proceso heredado asociado con el final de la LIA, que resultó en una reorganización de la circulación del Océano Atlántico Norte en toda la cuenca.Por último, analizamos los experimentos de modelos climáticos del último milenio y el período histórico para evaluar la coherencia entre los cambios simulados y observados en la tasa de atlantificación al final de la LIA. Investigamos simulaciones de dos modelos de sistemas terrestres de última generación que contribuyen a la fase 6 del proyecto de intercomparación de modelos climáticos (CMIP6; MIROC-ES2L y MRI-ESM2.0) ( 66 ). Estas son actualmente las únicas dos simulaciones históricas de CMIP6 disponibles que se han concatenado a pasadas 1000 simulaciones (es decir, que cubren el milenio preindustrial desde 850 a 1849 EC) como parte de la cuarta fase del Proyecto de Intercomparación de Modelos Paleoclimales (PMIP4) ( 66 , 67).). Para una comparación directa con nuestros indicadores, nos centramos en la salinidad estacional integrada en profundidad y la temperatura de la parte superior del océano (250 m) a lo largo del oeste de Svalbard. Los resultados de las simulaciones climáticas están en desacuerdo con nuestras reconstrucciones y muestran una respuesta hidrográfica insignificante al forzamiento histórico y posterior al LIA ( Fig. 6 ). Para mantener la coherencia, realizamos un análisis de puntos de cambio multivariante en la serie de salida de los experimentos del modelo presentados en la Fig.6 . Sin embargo, el análisis no pudo identificar ningún punto de cambio notable alrededor del inicio del siglo XX, un resultado que también se confirma por la falta de cambios de tendencia lineal durante los últimos ~ 100 años ( Fig.6, A a D). Argumentamos que los factores potenciales responsables de la ausencia de comportamiento forzado transitorio en carreras históricas iniciadas desde el final de las últimas 1000 simulaciones pueden atribuirse a (i) una baja sensibilidad de la circulación del Atlántico Norte y

AMOC al forzamiento antropogénico temprano y / o (ii) ) una subrepresentación en los resultados del PMIP4 del legado a gran escala resultante de la entrada de agua dulce en latitudes subpolares después de la LIA, nuestra interpretación preferida.

Figura 6 . Comparación de la salida del modelo climático y proxies de las propiedades de la masa de agua.( A a D ) Variaciones verticalmente integradas en la salinidad y la temperatura de la parte superior del océano (0 a 250 m) a lo largo del oeste de Svalbard (promedio en 76 ° N a 80 ° N y 0 ° E a 16 ° E; Fig. 1B ) dentro de PMIP4 Simulaciones del último milenio concatenadas con simulaciones históricas del archivo CMIP6. Los colores oscuros y claros muestran las salidas MIROC-ES2L y MRI-ESM2.0, respectivamente. JJA se refiere a junio-julio-agosto, mientras que JFM se refiere a enero-febrero-marzo. Las líneas finas y gruesas muestran la media móvil anual y quinquenal, respectivamente. Las líneas negras indican tendencias lineales ajustadas a la salida del modelo climático (promediada cada 5 años) para mantener la coherencia con nuestros registros proxy. ( E ) abundancia de A. glomeratum y ( F) δ 18 O datos del núcleo NYA17-154; las líneas negras indican tendencias lineales ajustadas a los registros proxy. También se muestran los niveles de significancia de las pendientes relacionadas con base en los valores de P. Las tendencias se han estimado ajustando modelos de regresión lineal a los datos y se refieren al período 1907 EC (es decir, inicio de la Atlántificación) hasta el presente. Tenga en cuenta que la tendencia es estadísticamente significativa ( P <0.01) solo para A. glomeratum (E) y δ 18 O (F), mientras que la pendiente de las tendencias para el resultado del modelo climático (A a D) no es significativa ( P > 0,05).Expandir para másABIERTO EN VISOR

DISCUSIÓN

Nuestros resultados, combinados con las reconstrucciones existentes, demuestran una rápida y temprana Atlántificación del este del Estrecho de Fram a principios del siglo XX. En particular, identificamos los siguientes signos de diagnóstico típicos expresados como anomalías en nuestros registros proxy: (i) retirada rápida del borde del hielo marino (ii) y el cambio estacional resultante en las floraciones de fitoplancton, (iii) aguas de verano relativamente más cálidas, (iv) invierno mejorado convección en respuesta a una haloclina menos profunda, y (v) cambios marcados en la fauna de foraminíferos bentónicos como resultado de masas de agua más cálidas y saladas. Críticamente, todos los cambios descritos ocurrieron antes de la Atlántificación en curso documentada en la última década a lo largo de la ruta de la afluencia del Atlántico ( 4 , 5 , 7 , 15 ).Nuestros datos comparados con los registros paleoceanográficos independientes sugieren que el aumento de la Atlántificación del Ártico al comienzo de la era industrial probablemente fue impulsado por un transporte de calor más eficiente hacia los polos debido a una reorganización del sistema de circulación del océano en el Atlántico Norte. Específicamente, las reconstrucciones apuntan a un debilitamiento de la circulación de AMOC y SPG ( 13 , 49 , 54 ), lo que resultó en un entorno hidrográfico más propicio para atraer aguas subtropicales hacia el Ártico alto ( 53 , 68 ). Inferimos que, de acuerdo con simulaciones numéricas recientes y evidencia observacional ( 49 , 53 , 69), el transporte de calor y sal hacia el estrecho de Fram probablemente aumentó debido a la reducción de la pérdida de calor superficial y la mezcla en latitudes subpolares. Además, los signos de Atlantificación presentados aquí son compatibles con un mecanismo autosostenible, bien documentado hoy ( 5 , 30 , 32 ), que incluye la redistribución de sal y calor en la parte superior del Océano Ártico debido a la convección mejorada, que colectivamente obstaculiza la formación de hielo marino invernal ( Figura 3 ).

Aún persiste la controversia sobre el impacto relativo del forzamiento natural frente al antropogénico en el sistema del Atlántico norte. Sin embargo, parece probable que la desaceleración de la AMOC a principios del siglo XX haya sido causada principalmente por el aumento de la exportación de hielo marino ártico y agua dulce en el Atlántico nororiental tras el final de la LIA ( 52 , 54 – 56). Más al este, nuestros resultados del Estrecho de Fram revelan un escenario opuesto caracterizado por una rápida pérdida de hielo marino y una rápida Atlántificación de las masas de agua. Actualmente, los últimos experimentos climáticos históricos de CMIP6 inicializados con forzamiento transitorio de las simulaciones del último milenio de PMIP4 no logran reproducir la Atlántificación posterior a LIA documentada en nuestras reconstrucciones. Estos hallazgos resaltan una discrepancia de datos de modelos potencialmente importante que pide mejores simulaciones históricas y preindustriales con mejores restricciones en el presupuesto de agua dulce de los océanos Ártico y Atlántico Norte. Resolver estos problemas de modelado será crucial para mejorar la precisión de la Atlántificación proyectada en respuesta al futuro calentamiento del Ártico.

MÉTODOS

Muestreo y manejo de sedimentos

El testigo NYA17154 (112 cm de longitud) se recogió en junio de 2017 en Kongsfjorden (78 ° 59′52,2 ′ N; 11 ° 39′24 ″ E; 297 m) utilizando un descorazonador de gravedad ligera (peso, 100 kg) a bordo del MS Teisten operado por Kings Bay AS. El mismo día del muestreo, el núcleo se dividió en dos mitades y se submuestreó con una resolución de 1 cm. Las submuestras se mantuvieron congeladas hasta los análisis de laboratorio. Las correlaciones climáticas espaciales (fig. S1) indican que el sitio de extracción de testigos refleja propiedades de masa de agua a gran escala a lo largo del este del Estrecho de Fram.

Conjuntos de foraminíferos, isótopos estables de oxígeno (δ 18 O) y datación por radiocarbono

Los sedimentos liofilizados se lavaron a través de un tamiz de 63 μm y se secaron al horno a 50 ° C. Las muestras ricas en fauna (fracción> 125 μm) se dividieron en alícuotas utilizando un micropartidor seco para obtener al menos 300 muestras para una representación valiosa de la microfauna. La identificación de especies se realizó según lo informado en la literatura ( 39 , 70 ). La abundancia de foraminíferos se expresa como porcentaje del conjunto total (%). Las pruebas calcáreas de N. labradorica , abundantes en todo el registro, se seleccionaron a mano del residuo seco de la fracción> 150 μm para mediciones de isótopos (δ 18 O; entre 10 y 15 muestras) y datación por radiocarbono (aproximadamente 100 muestras).Los datos de δ 18 O (expresados ​​en relación con Vienna PeeDee Belemnite) se midieron en el Laboratorio de Isótopos Estables de la Universidad del Ártico de Noruega, UiT. Las pruebas se colocaron en viales de 4,5 ml, se lavaron con helio y se acidificaron con cinco gotas de H 3 PO 4 sin agua . Después del equilibrio (> 2 horas a T = 50 ° C), las muestras se analizaron en Gasbench II y MAT253 IRMS ( 71 ). Para cada ejecución, la incertidumbre del instrumento fue <0,1 ‰ según los análisis de rutina de los estándares externos. Los análisis de radiocarbono se realizaron en el Instituto Alfred Wegener utilizando un mini sistema de datación por radiocarbono (MICADAS) ( 72 ).

Lípidos

Los sedimentos liofilizados se transfirieron a viales precombustidos. Se añadió una cantidad conocida de estándares internos (docosano y C 46 -GDGT) seguido de la adición de una mezcla disolvente [diclorometano: metanol (DCM: MeOH), 9: 1, v / v]. Los viales se sonicaron (15 min a 60 ° C) y se centrifugaron, y el sobrenadante se transfirió a viales precombustidos. Los pasos de extracción se repitieron dos veces más. La saponificación de los extractos secos se llevó a cabo usando hidróxido de potasio metanólico al 5% a 70ºC durante 1 hora. La fracción neutra se extrajo tres veces con hexano. Los extractos se secaron (N 2corriente) y se redisolvió en 500 μl de hexano: DCM (3: 2, v / v) antes de la purificación mediante cromatografía en columna de gel de sílice. La fracción apolar se eluyó con hexano: DCM (3: 2, v / v) y la fracción polar se eluyó con MeOH: DCM (1: 1, v / v).En este estudio, utilizamos el método ( 73 ) desarrollado para cuantificar pequeñas cantidades de alquenonas mediante cromatografía de gases-espectrometría de masas (GC-MS). Brevemente, la fracción apolar se redisolvió en metil terc-butil éter (MTBE: MeOH, 3: 1, v / v) con NaBD 4 para la conversión de alquenonas en alquenoles. El exceso de NaBD 4 se neutralizó con una solución acuosa de NH 4 Cl seguido de acidificación con HCl y extracción con hexano: DCM (4: 1, v / v). Los extractos reducidos se secaron ( corriente de N 2 ), se redisolvieron en piridina y se derivatizaron con bis-trimetilsilil-trifluoroacetamida para análisis GC-MS.El reteno y las alquenonas se analizaron usando un cromatógrafo Agilent 7820A equipado con una columna J&W DB5-MS (30 m de longitud, 0,25 mm de diámetro interno, 0,25 mm de espesor de película) acoplada a 5977BMSD. La rampa de temperatura del horno se programó de 60 ° a 300 ° C a 10 ° C / min (tiempo de espera, 10 min). El detector se hizo funcionar en los modos de monitorización selectiva de iones (SIM) y SCAN. Di-, tri-, y tetra C-insaturado 37 metil cetonas se cuantificaron la integración de los picos de relación de masas de iones / carga ( m / z ) 118 en el modo de SIM. Se proporciona un ejemplo de cromatogramas en los Materiales suplementarios (fig. S2). Se obtuvieron factores de corrección (conversión de áreas SIM a SCAN) inyectando cantidades purificadas de alquenonas reducidas. Se utilizaron áreas corregidas para calcular elUK37índice de la siguiente manera ( 74 )Reino UnidoK37= (𝐶37 ; 2 𝑀𝑒 – 𝐶 37 ; 4 𝑀𝑒𝐶37 ; 2 𝑀𝑒 + 𝐶 37 ; 3 𝑀𝑒 + 𝐶 37 ; 4 𝑀𝑒 ) La SST se estimó utilizando la ecuación ( 75) utilizada en el Mar de Noruega para reconstruir la SST durante la Última Terminación y el Holoceno ( 76 ). El error estándar (± 1,04 ° C) se ha calculado sobre la base de los datos de cultivo por lotes y los datos de observación disponibles ( 76 ). Para nuestro registro, como se observa en el Mar de Noruega ( 75 ), la TSM calculada para los estratos de sedimentos superiores está dentro del rango de las temperaturas de verano medidas en Kongsfjorden ( 15 , 16 ).Una publicación reciente ha demostrado la presencia de isocrisidales productores de alquenona C 37 : 4 asociados con el hielo marino que pueden afectar la interpretación general de la SST derivada de alquenona ( 77). Como la concentración de alquenona C 37 : 4 en nuestro núcleo es relativamente baja (14,3 ± 2,9%), creemos que nuestro registro deUK37refleja principalmente la dinámica de la SST. Además, cabe mencionar que (i) los valores más altos de C 37 : 4 se midieron durante el siglo XX cuando se conoce que el hielo marino alcanzó su menor extensión durante el período estudiado y (ii) los cultivos de isocrisidales muestran la ausencia de C 38 de metilo / alquenonas etilo ( 77 ), mientras que nuestras sedimentos muestran una alta abundancia de estas alquenonas que están presentes en su lugar en E. huxleyi(fig. S2).

Las concentraciones de reteno se calcularon basándose en el área integrada de TIC o ión m / z 234 dependiendo de la concentración. Los picos integrados de m / z 234 se ajustaron para un factor de corrección basado en muestras ricas en reteno para obtener el cromatograma de iones totales (TIC). A continuación, se compararon las áreas TIC integradas con la respuesta del patrón interno (docosano) para obtener la concentración de reteno (fig. S3).Las fracciones polares que contienen GDGT se filtraron para eliminar las partículas y se analizaron utilizando un sistema de cromatografía líquida de alto rendimiento Agilent serie 1200 acoplado a través de una interfaz de ionización química a presión atmosférica a un Agilent 6120 MS (APCI-MS) con un método ligeramente modificado con respecto al informe anterior. ajuste ( 78 ) para adaptarse a nuestro equipo. La separación de tetraéteres de glicerol dialquil glicerol (GDGT) (incluidos los isómeros 5- / 6-metilo de los GDGT ramificados) se logró en dos columnas de sílice de cromatografía líquida de ultra rendimiento en serie (Waters Acquity BEH HILIC, 2,1 × 150 mm, 1,7 μm), con una precolumna de 2,1 × 5 mm del mismo material, mantenida a 30 ° C. Las fases móviles A y B consistieron en n- hexano / cloroformo (99: 1, v / v) y n-hexano / 2-propanol / cloroformo (89: 10: 1, v / v / v), respectivamente. Después de la inyección de la muestra (20 μl) y la elución isocrática de 25 min con la fase móvil B al 18%, la proporción de B se incrementó al 50% en 25 min, luego al 100% en los 30 min siguientes. Después de 5 min al 100% de B y antes del análisis de la siguiente muestra, la columna se reequilibró con el 18% de B durante 15 min. El caudal fue de 0,22 ml / min y dio como resultado una contrapresión máxima de 220 bar. El tiempo total de ejecución fue de 100 min.Los GDGT se detectaron usando APCI-MS de iones positivos y SIM de sus iones ( M + H) +79 ). Las condiciones de la cámara de pulverización APCI fueron las siguientes: presión del nebulizador, 50 psi; temperatura del vaporizador, 350 ° C; Flujo de gas de secado N2, 5 litros / min y 350 ° C; voltaje capilar (tubo de transferencia de iones), -4 kV; y corriente corona, +5 μA. El detector de MS se configuró para SIM de los siguientes iones (M + H) + : m / z 1302.3 (GDGT-0), 1300.3 (GDGT-1), 1298.3 (GDGT-2), 1296.3 (GDGT-3), 1292.3 (GDGT-4 + 4 ′ / Crenarqueol + regioisómero), 1050 (GDGT-IIIa / IIIa ′), 1048 (GDGT-IIIb / IIIb ′), 1046 (GDGT-IIIc / IIIc ′), 1036 (GDGT-IIa / IIa ′), 1034 (GDGT-IIb / IIb ′), 1032 (GDGT-IIc / IIc ′), 1022 (GDGT-Ia), 1020 (GDGT-Ib), 1018 (GDGT-Ic) y 744 (C46 estándar) con un tiempo de permanencia de 57 ms por ion.Según la literatura ( 18 ),TEXASL86 los valores se calcularon comoTEXASL86= registro ([ GDGT – 2 ][ GDGT – 1 ] + [ GDGT – 2 ] + [ GDGT – 3 ])y convertidos a temperaturas utilizando la siguiente ecuación desarrollada para el margen Islandic ( 26 )SST ( ° C ) = 27,898 × TEXASL86+ 22,72 , ; 𝑛 = 21 , ± 0,4 ° C ( error estándar ) ; 𝑟 2 = 0,73 , 𝑃 < 0,0001 )  (3)La DE analítica de las réplicas (patrón externo) corresponde a ± 0,20 ° C.

Modelo bayesiano de profundidad de edad

Para la geocronología, combinamos datos de 210 Pb con cinco fechas de radiocarbono medidas en pruebas de N. labradorica (fig. S3 y tabla S1). La actividad del radionúclido 210Pb de vida corta se derivó de su nucleido hijo 210 Po mediante espectrometría alfa. El SAR se estimó utilizando el modelo de flujo constante-sedimentación constante (fig. S3) ( 80).Para calibrar las fechas de radiocarbono, utilizamos la curva Marine13 porque el Marine20 lanzado recientemente no es adecuado para la calibración en regiones polares ( 81 ). El efecto de reservorio local (Δ R ) antes de la calibración se estimó utilizando el exceso de retención como marcador de tiempo. Este compuesto orgánico, formado por la degradación térmica de los diterpenoides de las plantas superiores, puede rastrear la liberación de carbón en el fiordo de las actividades mineras, que comenzaron en Ny-Alesund en 1916 y terminaron en 1963 ( 82 ). La base de la unidad rica en retenos se utilizó para delimitar el inicio de la extracción de carbón en 1916 (fig. S3A). Al conocer el año de deposición, el Δ R final se obtuvo mediante pruebas de datación por radiocarbono de N. labradoricaelegido de este intervalo específico. La cronología independiente de 210 Pb respalda este enfoque, ya que el límite inferior de la unidad rica en retene data de ca. 1921 EC (intervalo creíble del 95%, 1912 a 1931; fig. S3 y tabla S2).

El Δ R calculado (350 ± 75 años) redefine la corrección del yacimiento para la región de estudio comúnmente reportada en la literatura (105 ± 24 años) ( 83 ) obtenida de cuatro fechas de moluscos recolectados alrededor de los fiordos de Spitsbergen en 1870 a 1925 EC.Se modelaron 210 perfiles de SAR basados ​​en Pb y 14 fechas C usando OxCal4.4 usando el procedimiento de deposición P_Sequence y un valor k (es decir, el parámetro que define la rigidez del modelo de edad-profundidad en la secuencia de datación) de 0.5 cm −1 (figura S4) ( 84 ). El modelo de profundidad de edad de OxCal se ejecutó junto con el análisis de Outlier_Model utilizando la configuración general y una probabilidad previa de 0.05, que pesa las restricciones cronológicas que tienen una probabilidad> 5% de ser reversiones de edad. No se detectaron valores atípicos y se generó un modelo de edad robusto y coherente con un índice de acuerdo de 225, que es considerablemente más alto que el umbral mínimo de aceptación de 60.

Análisis de puntos de cambio

Para estimar el momento del inicio de la Atlántificación en nuestros datos proxy, aplicamos un método de análisis de punto de cambio bayesiano utilizando el paquete «bcp» en R ( 85 ). Realizamos una detección de puntos de cambio multivariante para inferir la estructura de puntos de cambio común a través de los registros que consideramos más sensibles al aumento de la Atlántificación (es decir,TEXASL86, δ 18 O de N. labradorica , y la abundancia de A. glomeratum ) ( Fig.5). El método asume que existe una partición desconocida entre bloques contiguos del conjunto de datos multivariados, de modo que la media y la varianza son constantes dentro de cada bloque de cada serie temporal proxy, pero pueden diferir a lo largo de la serie temporal dentro de un bloque dado. También asume que las observaciones son independientes y aproximadamente distribuidas normalmente. Probamos un solo cambio significativo en los valores medios en las tres series de tiempo y derivamos la mediana de la distribución posterior en la ubicación del punto de cambio. Para probar la sensibilidad de los resultados a los datos de entrada, realizamos análisis univariados adicionales en los registros individuales. La prueba reveló estimaciones puntuales de cambio cualitativamente consistentes y confirmó los resultados del análisis multivariado.

Datos hidrográficos

El conjunto de datos de temperatura in situ se basa en el Atlas climatológico de los mares nórdicos y el norte del Atlántico norte de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA) ( 10 ). El conjunto de datos específico seleccionado se compone de campos anuales cuadriculadas anuales con 14 ° resolución de la cuadrícula horizontal de las observaciones recogidas de 1900 a 2012. entrada de datos in situ se ha comprobado y controlado calidad en el marco de los datos de la arqueología Global Oceanográfico y Proyecto de Rescate ( 10). Sobre la base del conjunto de datos en cuadrícula, se calculan series de tiempo de datos de temperatura. Las celdas de la cuadrícula de los campos anuales con un error relativo superior a 0,25 (generalmente una consecuencia de un número muy limitado de observaciones de entrada) están enmascaradas. Para monitorear la CSM a lo largo del oeste de Svalbard ( Fig. 1 ), generamos una serie de tiempo en latitudes polares (latitud, 78 ° N; longitud, 8 ° E a 12 ° E). La serie de tiempo de los perfiles de temperatura media se promedió entre 50 y 300 m de profundidad del agua para hacerla comparable con los proxies y se filtró con un promedio móvil de 5 años para que la serie de tiempo fuera consistente con la cronología NYA17-154. Debido a la discontinuidad de los datos anuales al comienzo de la serie de tiempo (principalmente antes de 1950), los promedios de menos de 5 años se mantuvieron durante el proceso de promedios móviles.

Expresiones de gratitud

Agradecemos a la estación Dirigibile Italiapor brindar apoyo logístico en Ny-Ålesund y al capitán de Teisten por su asistencia en el campo.Financiamiento: TT reconoce el “Premio Dirigibile Italia” y la Fondazione Carisbo (2017/0334) por su apoyo financiero. Este artículo es una contribución del “Centro Aldo Pontremoli” que forma parte del Acuerdo de Investigación Conjunta ENI-CNR. La contribución de GP es apoyada por CAGE, a través del Consejo de Investigación de Noruega, el esquema de financiamiento de los Centros de Excelencia subvención 287 no. 223259.Contribuciones de los autores: TT inició y dirigió el trabajo. TT y SM recolectaron el registro de sedimentos. GM y JH analizaron e interpretaron los datos de GDGT. CC y AN extrajeron, purificaron y analizaron lípidos mediante GC-MS. LC analizó e interpretó los datos microfaunales. GP analizó e interpretó los isótopos estables de oxígeno de los foraminíferos. FM analizó e interpretó simulaciones CMIP6 y PMIP4. LL interpretó el conjunto de datos de 210 Pb. TT y FM escribieron el manuscrito. Todos los autores contribuyeron al manuscrito final.Conflictos de intereses: los autores declaran que no tienen conflictos de intereses.Disponibilidad de datos y materiales: Todos los datos necesarios para evaluar las conclusiones del artículo están presentes en el artículo y / o en los Materiales Suplementarios. Los datos presentados en este estudio se pueden encontrar en el repositorio de acceso abierto Zenodo ( https://zenodo.org/record/5546419#.YVm-_FXRbIU ).

Materiales complementarios

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REFERENCIAS Y NOTAS

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Fuente: Science

Un comentario en “¿Cambio climático? El Océano Ártico comenzó a calentarse desde principios del siglo XX, décadas antes de lo que se pensaba – Francesco Muschitiello / revista Science

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